豫西熊耳山地区是华北陆块南缘重要的金多金属矿集区。自20世纪70年代以来，区内陆续发 现大、中型金矿床10多处，并发现雷门沟、鱼池岭、石窑沟等大型钼矿床和沙沟、铁炉坪、 蒿坪沟等大中型银铅锌多金属矿床。前人对区内的金矿床做过大量的研究，在金矿的成矿时 代（王义天等，2001；毛景文等，2005b；翟磊等，2012）、成矿物质来源（范宏瑞等，199 4 ；Mao et al.，2002；王团华等，2009；王卫星等，2010）、成矿流体来源（陈衍景，1992 ；2001；卢欣祥等，2002；张兴康等，2014）、矿床成因和成矿规律（范宏瑞等，1998）等 方面取得了重要成果。
        吉家洼金矿床位于河南省洛宁县境内，地理坐标：东经111°27′46″～ 111°29′ 46″ 、北纬34°10′08″～ 34°12′34″，它是熊耳山金多金属矿集区典型的一个构造蚀变岩_ 石英脉型金矿床。以往对该金矿床的矿石特征、矿物特征、构造特征、金的赋存状态和流体 包裹体方面做了较多研究，取得了一些成果（颜正信，2012；张兴康等，2014），但仍存在 矿床的成矿流体和成矿物质来源不明等问题。本文利用C、O、S、Pb等同位素对吉家洼金矿 的成矿物质来源进行了示踪研究，探讨了吉家洼金矿床的成矿流体和成矿元素来源，为矿床 成因和富集规律的认识提供进一步的制约。
        熊耳山矿集区位于华北陆块南缘，区内主要出露新太古界太华群结晶基底和由中元古界熊耳 群火山岩和少量的中元古界官道口群碳酸盐岩等组成的盖层，此外，在断陷盆地内还出露中 新生界红色碎屑沉积岩（郭保健等，1997；2005；李永峰等，2006）（图1）；区域上发育 熊耳山变质核杂岩构造，拆离断层沿新太古界太华群结晶基底与上覆的中元古界熊耳群火山 岩角度不整合面分布（石铨增等，1993；张进江，2003）；褶皱构造主要为轴向呈NEE向的 龙脖_花山背斜。
        断裂构造主要有4组：以近NW向、NE向为主，其次为近SN向和NW向。区域性断裂主要有洛宁 山前断裂带和马超营断裂带。前者呈NE向，为熊耳山区北界，属上拆离盘犁式断裂带；后者 呈近NW向，为熊耳山区南界犁式逆冲断层系，具有多期次构造活动的特征。NE向断裂带广泛 发育，主要有星星印_上宫断裂带、红庄_陶村断裂带、潭头_伊川断裂带等，在平面上呈近 等间距分布，是矿集区的主要导矿构造。近SN向次级构造主要包括吉家洼断裂带、庙岭断裂 带等，多为成矿构造。
        主要发育4期岩浆岩：第一期，新太古代中基性火山岩和TTG岩系，经区域变质作用形成本区 结晶基底太华群各类片麻岩和片麻状花岗岩、TTG岩系；第二期，中元古代（1800～1650 Ma ）熊耳群裂谷型中基性_中酸性火山岩；第三期，三叠纪碱性岩，如磨沟正长岩（（237.6 ±2.9）～（210.4±2.0） Ma，曹晶等，2015）；第四期，晚侏罗世—早白垩世，包括 五丈山花岗岩基（（156.8±1.2） Ma，毛景文等，2005b；Mao et al.，2010）；花山 复式岩基（130.7～132.0 Ma，毛景文等，2005b；李永峰等，2005； 肖娥等，20 12）；雷门沟花岗斑岩 （（131.1±0.6） Ma，曹晶等，2016）；雷门沟 石英斑岩（（127.2±1.4） Ma，陈小丹等，2011）等。 前人对花山复式花岗岩基的研究显示，其形成于陆内伸张环境， 是古太平洋板 块向欧亚大陆附冲后期构造方向变化的产物， 其源区物质以新太古界太华群为主 （肖娥等 ， 2012）。 区域内的花山复式岩基在空间上与区内的金矿床的分布有着密切联系， 金矿 床多产于花岗岩基的周边大概2～7 km范围内， 显示了同空间分布关系； 区内金矿床的成 矿时间为早白垩世， 多集中于115～130 Ma之间 （王义天等， 2001； 2002； 韩以贵等， 2007； 王卫星等， 2010； 翟雷等， 2012）， 与花山复式岩体的成岩时代一致或略晚， 显示了花岗岩基与矿床在时间上的密切关系。
        吉家洼金矿床累积查明金矿石量达185.7×10⁴ t以上，资源储量达9939 kg以上，矿床平 均品位5.35 g/t，属中型金矿床（颜正信等，2012）。
        矿区地处熊耳山地区花山_龙脖背斜核部南侧，瓦庙河次级倾伏向形的东翼。矿区出露地层 主要有新太古界太华群和中元古界熊耳群。新太古界太华群的岩性主要有黑云斜长片麻岩、 斜长角闪片麻岩、斜长角闪岩及浅粒岩等。中元古界熊耳群的岩性主要为杏仁状安山岩，斑 状安山岩、玻基安山岩及英安岩等（图2）。
        区内至少经历新太古代和中元古代2期岩浆活动，岩浆岩分布广泛。前者形成的中_基性火山 岩或TTG岩系已变质成各类太华群片麻岩；后者形成区内大面积分布的熊耳群火山岩系。另 外，区内辉绿（玢）岩等脉岩也比较发育。
        矿区内地层为一单斜构造，走向NNW向，倾向SWW，倾角24°～ 60°。区内断裂构造主要发 育 近SN向、NE向2组，是区内主要控矿断裂带。SN向断裂带主要由F₁、F₂、F₃、F₄、F ₆、F₇和F₈组成，它们近平行展布于东西宽约400 m的地段。该组断裂带倾向80°～ 110°，倾角65°～ 85°，局部近直立，长度125～480 m，宽度0.2 ～2.0 m，具分枝复 合的特点。NE向断裂带主要有F₉、F₁₀、F₁₂、F₁₃共4条，断裂走向25 °～ 60°，倾向115°～ 150°，倾角55°～ 80°，断裂面平直光滑，带内主要由金矿化 蚀变碎裂岩、糜棱岩及少量的断层泥组成。
        矿区金矿体主要赋存于近SN向断裂带中，其中Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号主要工业矿体分别赋存于F₁、 F₂、F₃等含矿断裂中，倾角65°～ 85°，局部近直立，部分矿段 出现反倾现象，呈薄脉状、透镜状或不规则状产出，在倾向上呈“Y"字型，在深部合并成一 条矿体，矿体规模明 显增大，厚度增加，但金品位有所下降，局部有夹石存在。矿体主要由构造蚀变岩型金矿石 及少量石英脉型金矿石组成。构造蚀变岩型金矿石主要有黄铁绢英岩化蚀变岩、黄铁矿化蚀 变岩、黄铁矿化碎裂岩等金矿石；石英脉型金矿石有黄铁矿石英脉型、多金属硫化物石英脉 型金矿石。构造蚀变岩型金矿石的金属矿物主要有黄铁矿，其次为黄铜矿、方铅矿、闪锌矿 、自然金、碲金矿等；脉石矿物主要有石英、绢云母、钾长石，其次有方解石、铁白云石、 绿泥石等；矿石具星点状、稀疏浸染状、碎裂状、角砾状、块状等构造，矿石结构具自形_ 半自形粒状、他形粒状、包含等结构。石英脉型金矿石的金属矿物主要有黄铁矿、闪锌矿、 方铅矿，其次为黄铜矿、黝铜矿、自然金、银金矿、碲金矿等；脉石矿物主要有石英，其次 有方解石、铁白云石、绢云母、萤石等；矿石具脉状、梳状、晶洞状等构造，矿石结构主要 为他形_ 半自形粒状结构。两种金矿石类型在垂向上呈渐变分带的关系，大致以600 m中段为界线， 上部以石英脉型金矿床为主，下部以构造蚀变岩型金矿床为主。
        矿区近矿围岩蚀变主要有钾长石化、硅化、绢云母化、黄铁矿化、黄铁绢英岩化、绿泥石化 、碳酸盐化、萤石化等。其中，黄铁绢英岩化、硅化、绢云母化与金矿成矿关系密切。蚀变 岩 多沿构造带及其两侧围岩呈线状或带状分布，厚度变化较大，从几厘米到数米不等，与围 岩呈渐变过渡关系。围岩蚀变略见分带，从内到外蚀变强度逐渐减弱，金品位逐渐降低。
根据矿脉穿插关系以及矿石矿物共生组合和结构构造特征，可将热液成矿过程划分为4个成 矿阶段。
        第Ⅰ阶段：黄铁矿_石英阶段。常形成含黄铁矿石英脉、含钾长石石英脉，呈脉状、透镜状 充填于构造带中，厚度一般十几厘米。石英多呈乳白色，油脂光泽，他形粒状结构，粒径较 粗，多为1～5 mm，最大粒径可达10 mm。黄铁矿呈自形_半自形粒状结构，多为立方体晶形 ， 颗粒较粗，粒径多为0.5～7 mm，呈星点状、浸染状分布于脉石英中。围岩蚀变主要有钾长 石化、硅化、黄铁矿化。矿物组合为石英±黄铁矿±钾长石（图3a～c）。
        第Ⅱ阶段：石英_黄铁矿阶段。常形成黄铁绢英岩化蚀变岩、黄铁矿化碎裂岩、石英黄铁矿 脉等。石英呈烟灰色，他形粒状结构，粒径多为0.01～0.5 mm，沿剪切裂隙充填于第Ⅰ阶 段 石英脉中，形成复合石英脉体或在构造裂隙中形成黄铁绢英岩化蚀变岩、黄铁矿化碎裂岩。 黄铁矿呈微细粒他形粒状（粒径多为0.001～0.3 mm），浸染状、细脉浸染状产于构造蚀 变岩 或石英脉中，与金矿化最为密切。围岩蚀变主要有硅化、绢云母化、黄铁矿化、黄铁绢英岩 化。矿物组合为石英±黄铁矿±绢云母±金；为金的主成矿阶段（图3d～f）。
        第Ⅲ阶段：石英_多金属硫化物阶段。常形成多金属硫化物碎裂岩和蚀变岩、多金属硫化物 石英脉，脉宽多为2～20cm。石英为无色、透明，半自形-他形粒状结构，粒径介于0.02～ 0. 3 mm之间，常沿构造裂隙充填于第Ⅰ阶段和第Ⅱ阶段的石英脉复合体或构造蚀变岩中。黄铁 矿呈半自形_他形粒状，多呈立方体，五角十二面体，粒径为0.01～0.6 mm，呈浸染状、 星点 状产于石英脉中或两侧。黄铜矿呈他形不规则粒状，粒径0.004～1 mm，呈浸染状分布于石 英 脉中部；方铅矿呈半自形_他形粒状分布，粒径多为0.01～1 mm，呈梳状分布分布于石英脉 两 侧；闪锌矿半自形-他形粒状，粒径较大，0.01～2 mm，多为集合体，常呈团块状或不规 则 脉状分布在石英脉一侧。蚀变主要为硅化、绢云母化、黄铁矿化等。矿物组合为石英±方铅 矿±闪锌矿±黄铜矿±黄铁矿±绢云母±金。为金的重要成矿阶段（图3g～i）。
        第Ⅳ阶段：石英_碳酸盐阶段。常发育石英方解石脉（团块）、萤石石英脉和碳酸盐化碎裂 岩。石英方解石以胶结物形式充填于构造角砾岩之间或呈细脉穿切交代早阶段的石英脉；萤 石石英脉多呈细脉穿切早阶段石英脉。围岩蚀变为硅化、碳酸盐化、萤石化。矿物组合为方 解石±石英±萤石（图3j～l）。为热液活动的尾声，金属矿化微弱。
        本次研究的样品主要采自X550 m中段和X500 m中段的多条穿脉中，共采集碳、氧同位素样品 8件，硫同位素样品21件，Pb同位素样品8件。
        碳、氧、硫同位素测试在中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室完成，采用100%磷酸 法，实验标准采用国际标准V_PDB。数据用MAT_253质谱计测定，精度为±0.2%。用于 硫同位 素分析的样品为挑选的新鲜纯净的黄铁矿、方铅矿、闪锌矿和黄铜矿单矿物样品，纯度达到 99%以上。硫化物样品以Cu₂O作为氧化剂制样，在1000℃真空条件下反应15 min，将S氧化 为SO₂，再用SO₂进行硫同位素测试；重晶石样品先经碳酸盐_氧化锌半熔法提纯为纯净 的BaSO₄，再用V₂O₅氧化法制备SO₂。释放出的SO₂进行硫同位素测试。所用质谱 计型号为MAT 251 EM，以VCDT为标准，测试精度为±0.2‰。Pb同位素分析 由核工业北京地 质研究院分析测试研究中心完成。样品先用三酸分解，然后用树脂交换法分离出铅，蒸干后 进行同位素测定，所用仪器为MAT_261型质谱仪，分析精度：对1 μg铅，其20 4 Pb/²⁰⁶Pb低于0.05%，²⁰⁸Pb/²⁰⁶Pb一般不大于0.005% 。对国际标样NBS981的测试结果为： ²⁰⁸Pb/²⁰⁶Pb=2.162 18 9 ，误差0.0027%；²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb=0.913 626，误差0.0059%； ²⁰⁴Pb/²⁰⁶Pb=0.059 201，误差0.0015%。
        吉家洼金矿床8件方解石的碳、氧同位素分析结果见表1。方解石的δ¹³C_{V_PDB} 值为-10.3‰～-7.7‰；δ¹⁸O_{V_SMOW}值为14.2‰～ 17.8‰。方解石 的δ ¹⁸O_{V_SMOW}=1.03086×δ¹⁸O_{V_PDB}+30.86（Friedman et al.， 1977）。
        吉家洼金矿床21件硫化物矿物样品的δ³⁴S值变化于-20.4‰～-5.4‰（表2） 。其 中黄铁矿δ³⁴S值，第Ⅰ阶段介于-14.9‰～-5.4‰，平均-9.77‰；第Ⅱ 阶段介 于-14.1‰～-11.7‰，平均-12.98‰；第Ⅲ阶段介于-14.4‰～-12.0‰，平均-13.2 ‰。黄铜矿的δ³⁴S值介于-16.6‰～-14.9‰，平均-15.5‰；闪锌矿 δ³⁴S介于-17.3‰～-16.5‰，平均-16.9‰；方铅矿的δ³⁴S值介于-2 0.4‰ ～-19.4‰，平均-20.0‰。总体上，硫化物δ³⁴S值为较大的负值。
        本次测得吉家洼金矿床4件黄铁矿、4件方铅矿铅同位素结果，以及相关地质体的铅同位素组 成列于表3。
        吉家洼金矿床的矿石铅同位素组成： ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb值为17.042 ～18 .149，平均17.398；²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb介于15.333 ～15.575，平 均15 .462；²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb介于37.675～38.868，平均38.163。熊 耳山 地区太华群的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb介于15.406～17.609，平均16.968； ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb介于15.188～15.547，平均15.416；²⁰⁸Pb/ ²⁰⁴Pb介于36.266～42.558，平均38.360；熊耳群的²⁰⁶Pb/ 20 4Pb介于16.439～17.116，平均16.777；²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb介于15.2 71～ 15.421，平均15.349；²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb介于36.346～37.345， 平均36.764；矿区外围的花山复式岩基的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb介于17.199 ～ 17.771，平均17.458；²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb介于15.391 ～15.520，平均 15.429；²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb介于37.447～37.983，平均37.754。
        吉家洼金矿床方解石δ¹³C_{V_PDB}介于-10.3‰～ -7.7‰之间，平均-9.6‰，δ¹⁸O_{V_SMOW}介于14.2‰～ 17.8‰之间。在方 解石δ¹⁸O_{V_SMOW}对δ¹³C_{V_PDB}图解中（图4），8个投点均落 于海相碳酸盐岩、沉积有机物和花岗岩3个区间之间，暗示成矿流体中的C具有多源的特 征。          另外，从整个熊耳山地区来看，区内的金矿床多分布在花山复式岩基周边，吉家洼金矿 床与区域内的其他金矿床（如公峪金矿床、上宫金矿床）相比，δ¹³C_{V_PDB} 组成相近，δ¹⁸O_{V_SMOW}组成相对较低(表3)， 前人研究认为这些金矿床的C来自深部岩浆热液（唐克非等，2014；汪江河等2015），鉴于此，吉家洼金矿床的C很可能来自岩浆热液，导 致δ1 8O_{V_SMOW}组成较低的原因可能是相对于上宫、公峪金矿床，吉家洼金矿床距离花山 岩基较远，有较大比例的大 气降水的加入。对比不同地质体碳储库的δ¹³C_{V_PDB}（表3）发现，其与岩浆 系统的δ¹³C_{V_PDB}组成相一致。结合氢、氧同位素研究成果（张兴康等，2014 ），表明成矿流体来源于深 部岩浆热液，随着成矿热液的演化，有不同比例的大气降水的加入。综上所述，吉家洼金矿 床的碳、氧同位素组成特征，表明成矿流体来源于深部岩浆热液，并有大气降水的加入。
        吉家洼金矿床的硫化物主要为黄铁矿、闪锌矿和方铅矿等，未见硫酸盐矿物。故硫化物的硫 同位素组成可以近似地代表成矿系统中总硫同位素组成。从表2可以看出，吉家洼矿床中 δ³⁴S_黄铁矿>δ³⁴S_闪锌矿>δ³⁴S方铅矿 ，其基 本顺 序与同位素平衡是的δ³⁴S富集顺序一致（Ohmotto and Rye，1979），表明硫同 位素达到平衡。但与 太华群变质岩、熊耳群火山岩和燕山期岩浆岩等地质体的δ³⁴S值相比，吉家洼金矿 的硫同位素组成明显偏低，呈现较大的负值。
        在吉家洼金矿区赋矿地层太华群片麻岩和熊耳群火山岩中并未发现生物硫或者有机硫的存 在，且区内赋矿地层的δ³⁴S值均为正值（表2），缺乏δ³⁴S值为负值的含硫 地质体。虽然前人提出熊耳山地区以南的中元古界官道口群碳酸盐和碎屑岩地层在俯冲过程 中或俯冲后受晚中生代岩浆活动的影响，可能发生变质作用并释放出CO₂等挥发分，从而 为 金矿床提供物质来源，导致其δ³⁴S值呈现较大负值（陈衍景等，2004；Li et al.， 2012），但这套岩石的形成环境和岩性组成表明它们是一套贫硫的岩石，因此其变质脱挥发 分也很难提供熊耳山地区众多金矿床所 需要的硫（唐克非，2014）。所以，导致吉家洼金矿床的硫同位素呈现较大负值的最主要原因并非是硫源的改变。
        热液矿床中的硫同位素组成是成矿热液中总硫同位素组成、氧逸度、pH、Eh和温度的 函数（ Ohmoto et al.，1972）。氧逸度控制着硫化物中硫同位素组成，在较高的氧逸度流体中， 结晶形成的硫化物的硫同位素组成多为负值（范宏瑞等，1994）。研究表明，当f(O₂ )较低时，流体中硫主要以HS-、S^2-形式存在，所沉淀的硫化物的δ³⁴S与整 个流体 的δ³⁴S相近；当f(O₂)较高时，发生富³⁴S的硫酸盐沉淀，使流体 系统和与之平衡的硫化物亏损³⁴S，即黄铁矿等硫化物的δ³⁴S（常为 负值）低于整个体系的δ³⁴S（Hoefs，1997；Ohmotto et al.，1979）。
        前人对熊耳山地区的金矿床做了大量的硫同位素的研究工作。所得结果如下：祁雨沟金矿床 的δ³⁴S值介于-3.5‰～ 0.6‰（Fan et al.，2011）、公峪金矿床的δ3 4S 值介于-1.9‰～1.1‰（唐克非等，2014）、青岗坪金矿床的δ³⁴S值介于0.25‰ ～4.2‰（陈旺等，1996）、瑶沟金矿床的δ³⁴S值介于-6.9‰～0.1‰（范宏瑞 等，1994）、上宫金矿床的δ³⁴S值介于-16.3‰～4.2‰（陈衍景等，2004）、牛 头沟金矿床的δ³⁴S值介于-11.84‰～0.28‰（王鹏等，未发表数据）、萑香洼金 矿床的δ³⁴S值介于-16.6‰～0.6‰（高亚龙等，2010）、槐树坪金矿床的δ3 4S值介于-7.7‰～-1.4‰（王炯辉等，2016）、庙岭金矿床的δ³⁴S值介于-21. 6‰～-14.4‰（李正远，2015）。结合熊耳山地区金矿床与花山复式岩基的空间位置（ 图1）关系和各个金矿床的硫同位素研究结果（图5）不难看出，金矿床硫同位素组成的正 、负值，与金矿床离花山复式岩基或花岗斑岩的距离、大气降水的混入程度及成矿热液的物 化条件的变化，尤其是氧逸度的变化具有密切的关系。由太华群重熔形成的早白垩世花山复 式 岩基的硫同位素组成为小的正值（范宏瑞等，1994），随岩浆演化到晚期，形成花岗岩脉， 流体出溶形成的含金等成矿物质的岩浆期后流体的硫同位素组成也应为小的正值。含金流体 沿构造带运移远离花岗岩体，大气降水不断增加，氧逸度等物化条件的变化，硫化物不断析 出，剩余热液的硫同位素组成也将发生分馏。因此，直接从靠近花山岩基的成矿热液中结晶 出的黄铁矿，其δ³⁴S值显然应近于零值（如祁雨沟金矿床）；从略远离花山岩基的 成矿热液中结晶出的黄铁矿，其δ³⁴S将为小的 正值（如青岗坪金矿床、公峪金矿床）；从远离花山岩基的成矿热液中结晶出的黄铁矿，由于成矿热液 受到大气降水的混入，使得热液的氧 逸度的升高，其δ³⁴S将为小的负值（如牛头沟金矿床、槐树坪金矿床）；离花山岩 基更远 一些的成矿流体，由于混入更大比例的大气降水，使得含矿流体的氧逸度的进一步升高，其 结晶出的黄铁矿的δ³⁴S将为较大的负值（如上宫金矿床、吉家洼金矿床）。
        本次研究认为，吉家洼金矿的硫可能来源于早白垩世花山花岗岩基，这是造成吉家洼等金矿 床硫化 物的δ³⁴S值呈现出较大的负值的原因，可能是在成矿过程中物理化学条件的变化引 起硫同 位素发生分馏。即在成矿流体演化过程中，随着远离花岗岩体和大气降水的混入，成矿流体 的物理化学条件发生变化，尤其是f(O₂)的升高，使得硫同位素发生分馏，流体系统 亏损³⁴S，从而致使黄铁矿等硫化物δ³⁴S值出现较大的负值。
        从表4可知，吉家洼金矿硫化物的铅同位素组成变化范围较大： ²⁰⁶Pb/ 204Pb=17.042～18.149；²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.333～15.575； ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=37.675 ～38.868。矿石的μ值为9.11～9.44，明显高 于正常铅的μ值（8.686～9.238），而w值为38.59～41.95，高于正常铅的w值 （35.55±0.59），显示铅源区物质成熟度较高，具壳源的特点。在铅构造模式图中，所 有矿石 铅同位素投影点落在下地壳和造山带铅演化线之间(图6a、b)或下地壳区域并靠近造山带(图 6c、d)，具有壳幔混合源的特点。
        在熊耳山地区不同源区铅同位素构造图（图6）中，吉家洼金矿矿石、早白垩世花岗岩、太 华群的铅组成差异不大，而与能耳群铅同位组成差别较大。前人对太华群、熊耳群和燕山期 花岗岩的研究表明：太华群变质岩的铅同位素组成变化很大，从下地壳演化线变化到造山带 演化线，显然存在放射性成因铅；熊耳群火山岩的铅同位素主要分布在上地幔演化线两侧 ，具 有幔源铅的特点；早白垩世花岗岩的投影点多数分布在太华群变化范围之内，可以认为花岗 岩的铅来源与太华群变质岩相近（范宏瑞等，1994；胡新露等，2013）。对比吉家洼金矿矿 石与区内其他地质体的铅同位素组成可发现，矿石铅同位素比值远高于熊耳群的铅同位素比 值， 且大部分落在太华群和早白垩世花岗岩的变化范围之内（图6），暗示新太古界太华群岩石 重熔形成的早白垩世花岗岩为吉家洼金矿铅同位素的主要来源。
        在华北板块与扬子板块于印支期碰撞并闭合之后，华北陆块南缘熊耳山地区卷入到秦岭造山 带的地质演化过程中，成为了秦岭造山带的重要组成部分，并记录了其自中生代的构造演化 过程。在印支期，秦岭地区全面的陆陆碰撞闭合。晚三叠世中期， 秦岭造山带发生构造体制转换（区域挤压构造体制 向伸展构造体制转换），推覆造山（张国伟等，2001），小秦岭_ 熊耳山地区进入中生代早期的陆内区域伸展构造体制的演化期（毛景文等，2005）；在晚侏 罗世（大致约145 Ma），碰撞造山作用结束，受太平洋构造域的影响，整个中国大陆中东部 的区域构造体制发生转换（Mao et al.，2008a；2008b），由以近EW向构造为主，NNE_近SN 向构造为次的构造体制转换为以NNE_近SN向构造为主，近EW向构造为此的构造体制（任继舜 等，1998；张国伟，2001），包括小秦岭_熊耳山地区在内的华北克拉通南缘转入中生代晚 期的伸展构造环境（毛景文等，2005a）；早白垩世，沿造山带走向形成拆离断层体系，导 致 软流圈物质上涌和地幔楔部分熔融引起上部地壳的伸展隆升，岩石圈大规模快速减薄（任继 舜等，1998）。伴随着壳_幔相互作用、构造及岩浆活动、地热异常、流体活动的不断进行 ，导致了华北地台南缘的燕山中晚期强烈的岩浆活动和大规模成矿作用，形成了小秦岭、熊 耳山等金钼多金属矿集区。由此可见，吉家洼金矿为区域上早白垩世岩石圈减薄环境下构造 _岩浆_流体活动的产物。
        吉家洼金矿的碳、氧同位素研究表明，金矿的成矿流体来源于太华群重熔，形成的岩浆热液 ， 随着成矿热液的演化，有不同比例的大气降水的加入；硫、铅同位素指示成矿物质亦来源于 燕山期花岗岩。吉家洼金矿床成矿机理可以概括为：晚中生代早白垩世，在伸展体制作用下 ，华北克拉通南缘发生大规模的拆沉，岩石圈减薄，软流圈上涌，导致形成熊耳山等变质核 杂岩，导致了强烈的岩浆活动，使处于下地壳的新太古界—古元古界太华群结晶基底发生重 熔形成花岗质岩浆；来自地幔脱气的地幔流体及其携带的金等成矿物质，与来自太华群基底 的成矿元素进入花岗质岩浆中。含矿的花岗质岩浆上升到岩浆房发生结晶分异，早期形成花 山复式岩基（130.7～132.0 Ma，毛景文等，2005b；李永峰等，2005），随岩浆演化到晚 期 ，流体出溶形成含金等物质的岩浆期后流体。含矿流体沿构造薄弱面（如岩浆岩上升通道、 拆离断层面、区域断裂带等）上升运移，在SN向次级断裂带适宜的物化条件中沉淀富集形成 构造蚀变岩型-石英脉型金矿化。
        （1） 吉家洼金矿的碳、氧同位素组成特征表明成矿流体来源于深部岩浆热液，并有大气降 水的加入。
        （2） 硫、铅同位素研究结果显示：吉家洼金矿的硫来源于早白垩世花山花岗岩基，造成硫 化物的δ³⁴S值呈现出较大的负值的原因，可能是在成矿过程中成矿流体的物理 化学条件的 变化引起硫同位素发生分馏；铅同位素组成具有壳幔混合源的特点，矿石铅同位素组成与由 太华群岩石重熔形成的早白垩世花岗岩铅同位素组成相似，表明成矿物质主要来源于早白垩 世花岗岩。